Общая геоморфология (стр. 8 )

Для днищ котловин Индийского океана наиболее характерен рельеф абиссальных холмов. Плоские абиссальные равнины зани­мают лишь очень небольшие участки дна.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА И СРЕДИННЫХ ХРЕБТОВ ТИХОГО ОКЕАНА

В Тихом океане, площадь которого составляет почти половину все­го Мирового океана, отмечается наибольшее разнообразие мегарельефа ложа. Срединные хребты Тихого океана (их два — Южно - и Восточнотихоокеанский) по строению напоминают Австрало-Ан­тарктический: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчле­ненный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не так ярко про­является, как в Срединно-Атлантическом или Аравийско-Индийском хребтах. Наиболее крупные черты строения срединных хребтов Тихого океана связаны с секущими их вкрест простирания мощными разломами. По разломам срединный хребет разбит на целый ряд сегментов параллелепипедальных очертаний, сдвинутых относи­тельно друг друга по латерали1. Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны описанным для дру­гих срединно-океанических хребтов.

Между 40 и 30° ю. ш. от Восточнотихоокеанского хребта на юго-восток отходит Западночилийский хребет, имеющий рифтовую структуру и отличающийся сейсмичностью и проявлениями вулка­низма, в связи с чем его можно гипотетически считать ответвлением срединно-океанической системы. Севернее экватора в осевой зоне Восточнотихоокеанского хребта начинают проявляться черты рифтовой структуры.

1 Лат. lateralis — боковой, указывает на смещение сходных форм рельефа в сторону («вбок») относительно друг друга.

Калифорнийский залив, по-видимому, представляет собой риф­товую зону на участке перехода рифтовой структуры на западную окраину Северо-Американского материка. Земная кора как Южно­тихоокеанского, так и Восточнотихоокеанского хребтов рифтогенного типа.

Другие линейно вытянутые орографические элементы дна Тихо­го океана характеризуются океаническим типом земной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, в ряде случаев образующих целые вулканические цепи. Наиболее грандиозен из них по протяженности, высоте и бурным проявлени­ям вулканизма океанического типа Гавайский хребет, увенчанный одноименными островами. Вулканы этих хребтов щитовые и извер­гают магму основного состава.

Расположение крупнейших орографических элементов ложа Ти­хого океана показано на рис. 36.

В Тихом океане распространены также океанические валы, на гребнях которых возвышаются плосковершинные горы — гайоты. Морфологически это конусы с усеченной вершиной. Наиболее ха­рактерный вал с гайотами Маркус-Неккер протягивается в широт­ном направлении от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волкано. Глубина над вершинами многих гайотов достигает 2,5 тыс. метров (в среднем 1300 м). Такая глубина, очевидно, указывает на погружение гайотов, так как предполагать столь значительное понижение уровня океана в прошлом нет осно­ваний.

Другие океанические сводовые поднятия имеют горные вершины, увенчанные коралловыми постройками — кольцевыми рифами, или атоллами. По данным геофизических исследований, горы, по­служившие основаниями для коралловых рифов, также являются вулканическими образованиями. Интересно, что большая часть океа­нических сводовых хребтов и с вулканическими цепями, и с гайота­ми, и с коралловыми рифами приурочены к широкой полосе, пересе­кающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района острова Пасхи до Северо-Западной котловины включительно. По мнению Г. Менарда, океанические поднятия являются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела — начале палеогена подвергся разрушению в результате мощных тектонических процессов. По глубоким разломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испы­тали погружение, возник лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых атоллов — исключительно сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Тихого океана. О масштабах вулканических процессов того времени свиде­тельствует общий объем выброшенного вулканического материала. Он, по подсчетам Г. Менарда, оказался в десятки раз больше, чем суммарный объем эффузивов, слагающих лавовые плато Британ­ской Колумбии и Декана. Вулканическим материалом сложены у подножий подводных хребтов (уцелевших остатков срединного хребта) шлейфы в виде наклонных абиссальных равнин, получивших название «островных шлейфов».

Рис. 36. Рельеф дна Тихого океана:

1 — подводные окраины материков и переходные зоны; 2 — срединно-океанические хребты;
3 — сводово-океанические поднятия; 4 — глыбовые хребты и плато; 5 — вулканические хребты; 6 — котловины ложа океана; 7 — крупнейшие разломы

Эти шлейфы — один из специ­фических типов рельефа окраинных частей котловин ложа Тихого океана.

Поскольку ложе Тихого океана почти всюду отделено от матери­ков глубоководными желобами, поступление терригенного матери­ала с суши в Тихий океан очень невелико. В результате в Тихом океане днища котловин имеют малую мощность осадков, всюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская абиссальная равнина, но и здесь рассеяны многочисленные гайоты. Кроме того, обширная абиссаль­ная равнина занимает большую часть приантарктической котлови­ны Тихого океана — котловины Беллинсгаузена. Широкое развитие абиссальных равнин характерно также и для приантарктических котловин Индийского и Атлантического океанов. Это связано со зна­чительным приносом терригенного материала плавучими льдами-айсбергами, образующимися благодаря стеканию льда с Антарктического

Рис. 37. Гайот Эрбен. В верхней части рисунка – профиль гайота по линии АВ

ледникового щита.

Для ложа Тихого океана очень характерны глубинные разломы широтного простирания, прослеживающиеся на протяжении не­скольких тысяч километров. Они выражены в рельефе дна котловин в виде вытянутых с запада на восток узких глыбовых хребтов-гор­стов и сопровождающих их ложбин-грабенов. Разломы пересекают также Восточнотихоокеанский и Южнотихоокеанский хребты, при­чем отдельные сегменты хребтов, как уже упоминалось, сдвинуты относительно друг друга на сотни километров. Таким образом, и в Тихом и в Атлантическом океанах имеются бесспорные признаки значительных горизонтальных движений земной коры.

Тем не менее, главное значение в развитии мегарельефа дна оке­анов вообще и Тихого в частности принадлежит, по-видимому, вер­тикальным движениям земной коры. Для срединных хребтов основ­ную роль играют положительные, а для ложа океана — отрица­тельные движения. Особо следует отметить, что отрицательные движения характерны не только для котловин, но и для большинства положительных форм рельефа ложа океана. Об этом свидетельству­ет нахождение гайотов на значительных глубинах, в десятки раз превышающих возможный размах колебаний уровня океана, и боль­шая мощность коралловых известняков, слагающих океанические атоллы. Бурение на некоторых атоллах Тихого океана показало, что общая мощность коралловых отложений, начиная с эоцена, до­стигает 1400 м, а рифообразующие кораллы могут обитать лишь на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 110 м. Данные глубоко­водного бурения также свидетельствуют о значительных вертикаль­ных движениях (преимущественно отрицательных) дна океана. По-видимому, за кайнозой средняя величина погружения дна океана составила около 1 км.

ЧАСТЬ III. ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ

Выше были рассмотрены эндогенные процессы, обусловленные внутренними силами Земли и некоторые созданные ими формы рель­ефа. Однако в «чистом», первозданном виде эндогенные формы встречаются редко. Начиная с момента зарождения и в процессе развития, они постоянно подвергаются воздействию экзогенных процессов, источником энергии которых является энергия, получа­емая нашей планетой извне, главным образом от Солнца. Несмотря на ведущую рельефообразующую роль эндогенных процессов, со­здающих различного рода неровности на поверхности Земли и на­правляющих деятельность экзогенных процессов, роль последних в рельефообразовании огромна и соизмерима с ролью эндогенных процессов. Тот сложный и многообразный рельеф, который наблю­дается на поверхности Земли, есть функция взаимодействия эндо­генных и экзогенных процессов. Что касается форм микро - и мезо­рельефа, а в ряде случаев и макрорельефа, с которыми чаще всего приходится иметь дело в повседневной практике, то в подавляющем большинстве они являются результатом деятельности экзогенных сил. Отсюда становится понятной важность познания закономерно­стей экзогенного рельефообразования, конкретных форм и комплек­сов форм рельефа, создаваемых различными экзогенными аген­тами.

В главе «Рельеф и климат» говорилось о том, что от климата зависят «набор» и степень интенсивности действующих экзогенных сил, что в разных климатических условиях возникают разные фор­мы и комплексы форм рельефа, что экзогенный рельеф подчиня­ется широтной географической зональности и высотной поясности. Короче говоря, экзогенный рельеф может дать значительную ин­формацию об условиях, в которых он образовался. Это свойство экзогенного рельефа может быть широко использовано и использу­ется при палеогеографических реконструкциях. Фактический материал для таких реконструкций дают реликтовые формы рельефа.

Экзогенные процессы рельефообразования заслуживают большо­го внимания еще и потому, что они характеризуются высокими скоростями: мы видим, как на наших глазах растут овраги, как из­меняется облик речных долин после паводков или прохождения по ним селей, как отступают морские берега в одних местах и наращи­ваются в других, как меняется облик рельефа под влиянием хозяй­ственной деятельности человека. Все это заставляет, во-первых, учитывать деятельность экзогенных процессов в практике повсе­дневной жизни и, во-вторых, тщательно изучать закономерности экзогенного рельефообразования.

Суммарный эффект деятельности экзогенных агентов заключа­ется в перемещении вещества с более высоких гипсометрических уровней на более низкие, хотя имеются и отклонения от этого пра­вила. Перемещение вещества происходит при непременном участии силы тяжести, которая оказывает либо прямое влияние на него (в случае обвалов, осыпей, оползней и т. д.), либо опосредствован­ное, через деятельность текучих вод, ветра, ледников и т. д. Участие в каждом экзогенном процессе силы тяжести, фактора, по своему существу эндогенного, делает деление рельефообразующих процес­сов на эндогенные и экзогенные до некоторой степени условным и еще более подчеркивает взаимосвязь и взаимообусловленность эн­догенного и экзогенного рельефообразования.

Перечень и краткая характеристика экзогенных процессов бы­ли даны выше (см. с. 20). В этом разделе они рассматриваются бо­лее подробно.

ГЛАВА 12. ВЫВЕТРИВАНИЕ И РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ

Каждый рельефообразующий процесс — это прежде всего процесс динамики вещества, слагающего литосферу Земли. Но в отличие от эндогенных факторов способных перемещать целые блоки земной коры, экзогенные факторы осуществляют этот процесс при непре­менном условии дезинтеграции горных пород'. Поэтому, по сущест­ву, начальным этапом любого экзогенного процесса является подго­товка горной породы к дезинтеграции, измельчению. Совокупность процессов, осуществляющих дезинтеграцию горных пород, называют выветриванием.

В зависимости от факторов, воздействующих на горные породы, и результатов воздействия процессы выветривания подразделяются на два типа — физическое и химическое выветривание. Оба типа выветривания тесно связаны друг с другом, действуют совместно, и только интенсивность проявления каждого из них, обусловленная целым рядом факторов (климатом, составом пород, рельефом и т. д.), в разных местах неодинакова.

Иногда выделяют еще один тип выветривания — органогенное, связанное с воздействием на горные породы растительных и живот­ных организмов. Однако выделять органогенное выветривание в самостоятельный тип, по-видимому, нет необходимости, так как воз­действие организмов на горные породы всегда можно свеет» к про­цессам физического или химического выветривания.

1 Дезинтеграция горных пород — распадение их на обломки различной вели­чины без изменения состава.

ФИЗИЧЕСКОЕ ВЫВЕТРИВАНИЕ

Физическим выветриванием называется дезинтеграция горной породы, не сопровождающаяся химическими изменениями ее соста­ва. В зависимости от главного действующего фактора и характера разрушения горных пород физическое выветривание делят на тем­пературное и механическое.

Температурное выветривание происходит без участия внешнего механического воздействия и вызывается изменением температуры. Интенсивность температурного "выветривания зависит от состава породы, ее строения (текстуры и структуры), а также от окраски, трещиноватости и ряда других факторов.

Большое значение при температурном выветривании имеют ам­плитуда и особенно скорость изменения температуры. Поэтому су­точные колебания температуры при выветривании играют большее значение, нежели сезонные.

Температурное выветривание наблюдается во всех климатиче­ских зонах, но наиболее интенсивно оно протекает в областях, ха­рактеризующихся резкими контрастами температур, сухостью воз­духа, отсутствием или слабым развитием растительного покрова. Такими областями являются, прежде всего, тропические и внетропические пустыни. Интенсивно температурное выветривание протекает также на крутых склонах высоких гор.

Механическое выветривание происходит под воздействием таких факторов, как замерзание воды в трещинах и порах горных пород, кристаллизация солей при испарении воды. Как видно из сказанно­го, оно тесно связано с температурным выветриванием.

Особенно сильный и быстрый механический разрушитель горных пород — вода. При ее замерзании в трещинах и порах горных по­род возникает огромное давление, в результате которого порода рас­падается на обломки. Это явление часто называют морозным вы­ветриванием. Предпосылками морозного выветривания служат трещиноватость горных пород, наличие воды и соответствующие темпе­ратурные условия.

Следует отметить, что интенсивность морозного выветривания определяется не амплитудой, а частотой колебания температуры около точки замерзания воды, т. е. около 0°. Вследствие этого наиболее интенсивно морозное выветривание происходит в поляр­ных странах, а также в горных районах, преимущественно выше снеговой границы.

Раздробляющее действие кристаллизующихся солей заметнее наблюдается в условиях жаркого, сухого климата. Здесь днем при сильном нагревании солнцем влага, находящаяся в капиллярных трещинах, подтягивается к поверхности, и соли, содержащиеся в ней, кристаллизуются. Под давлением растущих кристаллов тре­щины расширяются, что приводит в конечном счете к нарушению монолитности горных пород, к их разрушению.

Разрушению горных пород способствуют намокание и высыха­ние (этот фактор особенно важен для глин, суглинков, мергелей), а также физическое воздействие организмов (корней растений, землероев, камнеточцев).

В результате физического выветривания компактные породы распадаются на остроугольные обломки различной формы, величи­ны, т. е. образуется материал, из которого формируются осадочные обломочные породы — глыбы, щебень, дресва.

По мере дробления горных пород интенсивность физического выветривания ослабевает и создаются все более благоприятные ус­ловия для химического выветривания.

ХИМИЧЕСКОЕ ВЫВЕТРИВАНИЕ

Химическое выветривание есть результат взаимодействия горных пород наружной части литосферы с химически активными элемен­тами атмосферы, гидросферы и биосферы. Наибольшей химической активностью обладают, как известно, кислород, углекислый газ, во­да, органические кислоты. С воздействием этих веществ на горные породы и связано в основном химическое выветривание, сущность которого заключается в коренном изменении минералов и горных пород и образовании новых минералов и пород, отличных от перво­начальных. Изменение исходных минералов и горных пород, их раз­рушение и разрыхление (наблюдаемое, правда, не всегда) происхо­дит в результате растворения, гидратации, окисления и гидролиза.

Химическое выветривание наблюдается повсеместно. Однако наиболее интенсивно оно протекает в областях с влажным клима­том и хорошо развитым растительным покровом. Интенсивность процесса резко возрастает с повышением температуры. Поэтому химическое выветривание достигает максимальной интенсивности в зоне влажных тропических лесов. Оно резко замедляется в поляр­ных областях, где средняя температура года ниже 0°. Ослаблено химическое выветривание в аридных тропических и субтропических областях вследствие малого количества осадков и на крутых склонах гор из-за быстрого удаления продуктов выветривания.

В результате химического выветривания образуются раствори­мые и тонкодисперсные продукты выветривания, обладающие по­вышенной миграционной способностью.

КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ

Продукты выветривания в одних случаях могут быстро удалять­ся с поверхности породы по мере их образования, в других — на­капливаться на поверхности, в-третьих — уже накопившиеся продук­ты выветривания могут быть удалены на последующей стадии раз­вития территории.

Совокупность остаточных (несмещенных) продуктов выветривания называют корой выветривания. Существует целый ряд класси­фикаций кор выветривания. Большинство авторов выделяют следующие типы кор: а) обломочная, состоящая из химически неизменен­ных или слабо измененных обломков исходной породы; б) гидрослюдистая кора, характеризующаяся слабыми химически­ми изменениями коренной породы, но уже содержащая глинистые минералы — гидрослюды, образующиеся за счет изменений полевых шпатов и слюд; в) монтмориллонитовая кора, отличающаяся глубо­кими химическими изменениями первичных минералов; главный гли­нистый минерал — монтмориллонит; г) каолинитовая кора; д) кра­сноземная и е) латеритная. Последние два типа коры представляют собой результат длительного и интенсивного выветривания с полным изменением первичного состава исходных пород.

Каждый из выделенных выше типов кор выветривания имеет зо­нальный характер. Обломочные коры преобладают в полярных и вы­сокогорных областях, а также в каменистых пустынях низких ши­рот. Гидрослюдистые коры характерны для холодных и умеренных областей с вечной мерзлотой. Монтмориллонитовая кора образуется в степных и полупустынных областях, каолинитовая и красно­земная наиболее характерны для субтропиков и, наконец, лате­ритная кора формируется при наиболее активном химическом вы­ветривании в условиях жаркого и влажного экваториального климата.

Изложенное выше дает возможность перейти к оценке роли вы­ветривания в рельефообразовании.

Само выветривание не образует каких-либо специфических форм рельефа. Однако, будучи самым постоянным и мощным фактором дезинтеграции горных пород, выветривание готовит рыхлый мате­риал, который становится доступным для перемещения другими эк­зогенными агентами, или перемещается на более низкие гипсомет­рические уровни под непосредственным воздействием силы тяжести. Именно в этом аспекте роль выветривания как фактора рельефообразования огромна.

В некоторых случаях в процессе выветривания происходит не разрыхление, а цементация рыхлых пород. Так, в условиях жарко­го и сухого климата наблюдается цементация рыхлых поверхност­ных образований углекислой известью, гипсом или поваренной солью. В областях с несколько большим количеством осадков пре­обладает известковый цемент, с увеличением аридности климата углекислая известь заменяется гипсом. Мощность известково-гипсовых кор достигает 2 м.

Еще более мощные коры образуются в условиях тропического климата с четко выраженными сухим и влажным сезонами года. Здесь коры образуются за счет цементации окислами железа, ре­же— алюминия. Подобные коры выполняют роль бронирующего пласта, предохраняя нижележащие рыхлые образования от эрозии и дефляции. В ряде случаев наличие мощных железистых кор спо­собствует формированию инверсионных форм рельефа.

Неперемещенные, остаточные коры выветривания могут «фикси­ровать» ранее сформированные выровненные денудационные по­верхности. Изучение этих кор позволяет, во-первых, восстанавливать палеогеографическую обстановку их формирования и, во-вто­рых, определять время «фиксации» денудационного рельефа (см. с. 24).

Эффект применения геоморфологических методов для выявления пространственного положения «фиксированных» денудационных поверхностей и условий их образования позволяет широко исполь­зовать эти методы для поиска целого ряда ценных полезных иско­паемых (бокситов, железных, никелевых и кобальтовых руд, россы­пей цветных металлов и т. п.), связанных с корами выветривания.

ГЛАВА 13. СКЛОНЫ, СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ СКЛОНОВ

ПОНЯТИЕ «СКЛОН». КЛАССИФИКАЦИЯ СКЛОНОВ

Как уже упоминалось, рельеф земной поверхности состоит из соче­тания склонов и субгоризонтальных поверхностей. Согласно , к склонам следует относить такие поверхно­сти, на которых в перемещении вещества определяющую роль игра­ет составляющая силы тяжести, ориентированная вниз по склону. При углах наклона 1—2° составляющая ускорения силы тяжести, стремящаяся сместить частицы вниз по склону, еще очень мала, и такие поверхности к склонам не относятся. Но даже без них на долю склонов приходится более 80% всей поверхности суши. Уже этим определяется важность изучения генезиса склонов и происхо­дящих на них процессов.

Силе тяжести на склонах противостоят силы сцепления частиц рыхлых пород между собой и с подстилающими невыветреными ко­ренными породами, Соотношение составляющей силы тяжести и сил сцепления определяет ход процессов, происходящих на склонах. Соотношение, зависящее от многих факторов, бывает разным. Это является причиной разнообразия склоновых процессов, о чем будет сказано ниже. О перемещении вещества на склонах можно судить на основании непосредственных полевых наблюдений, а в случае ма­лых скоростей этих процессов — на основании изучения морфологии склонов и строения склоновых отложений.

Процессы, протекающие на склонах, ведут к перемещению, а при благоприятных условиях — к накоплению продуктов выветривания, т. е. к образованию как выработанных, так и аккумулятивных форм рельефа. Склоновая денудация является одним из основных экзо­генных факторов формирования рельефа и основным поставщикам материала, из которого образуются потом аллювиальные, леднико­вые, морские и другие генетические типы отложений.

Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и склоно­выми процессами: быстрое удаление со склонов рыхлых продуктов выветривания обнажает «свежую» породу и тем самым способст­вует усилению выветривания. Медленная денудация склонов, напротив, приводит к накоплению продуктов выветривания, которое затрудняет дальнейшее выветривание коренных пород, но способ­ствует интенсификации склоновых процессов. Таким образом, отме­чает , темп склоновых процессов определяет, в конечном счете, быстроту денудации.

В последнее время изучению склонов и склоновых процессов уде­ляется очень большое внимание. Это изучение имеет как научный интерес (позволяет установить генезис и историю развития релье­фа), так и огромное практическое значение. Изучение склонов и склоновых процессов особенно важно при прикладных исследовани­ях, ставящих своей задачей борьбу с эрозией почв, при изысканиях под строительство соо­ружений на склонах, при поисках месторож­дений различных по­лезных ископаемых и т. д. Особенности формирования склонов находят свое

Рис. 38. Форма профилей склонов: а - прямой склон, б- выпуклый, в - вогнутый, г – выпукло-вогнутый

выражение, прежде всего в морфо­логии, т. е. во внешних особенностях склонов: крутизне, длине, форме. По крутизне склоны делят на крутые (а>35°), склоны средней крутизны (а = 35—15°), отлогие склоны (а = 15—5°), очень отлогие склоны (а = 5—2°). Такое деление имеет некоторый генетический смысл и дает возможность судить о характере и ин­тенсивности современных склоновых процессов.

По длине склоны делят на длинные (1>500 м), склоны средней длины (/ = 500—50 м), короткие склоны ((<50 м). Длина склонов обусловливает различную степень увлажнения склоновых отложе­ний, а от степени увлажнения зависит интенсивность хода почти всех склоновых процессов.

По форме профиля склоны могут быть прямыми, выпуклыми, вогнутыми, выпукло-вогнутыми (рис. 38). Поверхность каждого из перечисленных склонов может быть осложнена ступенями, по­вышениями и понижениями неправильных очертаний и т. д. Форма профиля склонов несет особенно большую информацию о процес­сах, происходящих на них, а иногда дает возможность судить о ха­рактере взаимодействия эндогенных и экзогенных сил.

Наклоненные участки поверхности Земли (склоны) возникают в результате деятельности или эндогенных или экзогенных сил. В соответствии с этим все склоны могут быть подразделены на скло­ны эндогенного и экзогенного происхождения.

Склоны эндогенного происхождения могут быть образованы в ре­зультате тектонических движений земной коры, магматизма, зем­летрясений. Склоны тектонического генезиса могут возникать в результате колебательных движений земной коры, складчатых или разрывных нарушений. Склоны, связанные с проявлением магмати­зма, могут быть обусловлены проявлением как интрузивного, так и эффузивного магматизма. С известной долей условности к скло­нам эндогенного происхождения можно отнести склоны, созданные деятельностью грязевых вулканов (псевдовулканические).

Среди склонов экзогенного происхождения в соответствии с дей­ствующими экзогенными факторами могут быть выделены склоны, созданные поверхностными текучими водами (флювиальные скло­ны), деятельностью озер, морей, ледников, ветра, подземных вод и мерзлотных процессов. К этой же группе следует отнести склоны, созданные организмами (коралловые рифы), а также склоны, явля­ющиеся результатом хозяйственной деятельности человека. Неред­ко склоны могут быть созданы совокупной деятельностью двух или нескольких экзогенных агентов.

Склоны экзогенного, а также вулканического и псевдовулканического происхождения могут быть образованы как за счет выноса, так и за счет накопления материала, и в соответствии с этим под­разделяться на склоны денудационные (выработанные) и аккуму­лятивные. Денудационные склоны, в свою очередь, можно подраз­делить на структурные, пространственно совпадающие с падением и простиранием отпрепарированных стойких пластов, и аструктурные склоны, у которых такого совпадения нет.

Склоны, возникающие в результате перечисленных выше процес­сов, не остаются неизменными, а преобразуются под воздействием целого ряда процессов. Именно эти процессы назы­вает, склоновыми в отличие от склоноформирующих процессов, в результате которых образуются исходные (первичные) наклонные поверхности. В природе эти процессы тесно взаимосвязаны. Уже в самом начале образования наклонные поверхности подвергаются воздействию тех или иных склоновых процессов, поэтому морфоло­гический облик подавляющего большинства склонов является ре­зультатом совместного воздействия склоноформирующих и склоно­вых процессов. Лишь в некоторых случаях процессы образования и преобразования склонов разорваны во времени. Примером та­кого рода может быть образование уступа во время землетрясе­ния и последующее его преобразование склоновыми процессами и др.

В зависимости от морфологических особенностей склонов, соста­ва и мощности рыхлых отложений на склонах, а также от конкрет­ных физико-географических условий склоновые процессы отлича­ются большим разнообразием. По особенностям склоновых про­цессов выделяет следующие типы склонов.

1. Склоны собственно гравитационные. На таких склонах кру­тизной 35—40° и более обломки, образующиеся в результате про­цессов выветривания, самопроизвольно (под действием силы тяже­сти) скатываются к подножью склонов. К ним относятся обвальные, осыпные, а также лавинные склоны.

2.Склоны блоковых движений. Образуются при смещении вниз по склону блоков горных пород разных размеров. Смещению бло­ков в значительной мере способствуют подземные воды, хотя роль гравитации остается значительной. Крутизна таких склонов колеблется от 20 до 40°. К ним относятся оползневые, склоны оползней-сплывов и склоны отседания.

3.Склоны массового смещения чехла рыхлого материала. Харак­тер смещения грунта зависит от его консистенции (состояния, лат. consistere — состоять), обусловленной количеством содержащейся
в грунте воды. Массовое смещение материала происходит на скло­нах разной крутизны: от 40 до 3°. К склонам массового смещения материала относятся солифлюкционные, склоны медленной соли-
флюкции, дефлюкционные (крип) и др.

4.Склоны делювиальные (плоскостного смыва). Делювиальные процессы зависят от целого ряда факторов, и в первую очередь от состояния поверхности склонов. Они наблюдаются и на крутых и на очень пологих (2—3°) склонах.

СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ СКЛОНОВ

Рассмотрим более подробно некоторые процессы, происходя­щие на склонах, и их морфологические результаты.

Обвальные склоны. Обвалом называется процесс отрыва от ос­новной массы горной породы крупных глыб и последующего их пе­ремещения вниз по склону. Образованию обвала предшествует воз­никновение трещины или системы трещин, по которым затем проис­ходит отрыв и обрушение блока породы. Морфологическим резуль­татом обвалов является образование стенок (плоскостей) срыва и ниш в верхних частях склонов и накопление продуктов обрушения у их подножий.

Стенки срыва представляют собой довольно ровные поверхно­сти, часто совпадающие с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюдаются на склонах крутизной 30—40°. Ниши формируются на более крутых склонах. Крутизна их стенок дости­гает 90°, иногда ниши ограничены нависающими карнизами. Чет­ко выраженные ниши напоминают по внешнему виду огромные цирковидные чаши.

Аккумулятивная часть обвального склона обладает беспорядоч­ным холмистым рельефом с высотой холмов от нескольких метров до 30 м, реже больше. Сложена она крупнообломочным материа­лом. Размер обломков колеблется от десятков сантиметров до де­сятков метров.

Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Наиболее грандиозны обвалы в горах. Так, при обвале в долине реки Мургаб {Западный Памир, 1911) объем обрушившейся породы составил более 2 км3, а ее масса — около 7 млрд. т. Если сравнить эту массу с твердым стоком Волги (около 25 млн. т/год), то по масштабам рельефообразующего процесса обвал в долине Мургаба эквивален­тен объему материала, вынесенному Волгой за 280 лет. Еще более грандиозные по масштабам обвалы имели место в Альпах. По дан­ным А. Герхарда, объем наиболее крупного из них около 15 км3, а площадь, занятая обвальными массами, 49 км2.

Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных до­лин и образованию озер. Таково происхождение озера Рида на Кав­казе, озера Иссык в Заилийском Алатау, Сарезского — на Памире и множества других в любом высокогорном районе мира.

Крупные обвальные массы распадаются на множество обломков разной величины и движутся вниз по склону к его подошве, где и откладываются или по инерции продолжают двигаться по дну до­лины. Известны случаи, когда обвальные массы продвигались по крутым уклонам узких горных долин на расстояние 7—12 км. При движении вдоль долин камен­ные потоки производят значи­тельную работу по изменению поверхности склонов долин. По данным , поток скалистых обломков в одной из альпийских долин вырабо­тал борозду глубиной шесть — десять метров при ширине 10— 20 м.

Рис. 39. Осыпной склон

Обвалы небольших масс по­роды, состоящей из обломков размером не более 1 м3, назы­вают камнепадами. Следует заметить, что обвалы и камне­пады вместе с осыпями и лавинами осуществляют едва ли не основную работу по денудации склонов гор.

По данным , скорость денудации в Тянь-Шане только за счет камне­падов составляет 0,17 мм в год.

Осыпные склоны. Образование осыпей связано преимуществен­но с физическим выветриванием. Наиболее типичные осыпи наблю­даются на склонах, сложенных мергелями или глинистыми сланца­ми. У классически выраженной осыпи различают осыпной склон, осыпной лоток и конус осыпи. Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Продукты выветривания — щебень, дресва, перемещаясь вниз по склону, ока­зывают механическое воздействие на поверхность склона и выраба­тывают в нем желоб — осыпной лоток глубиной 1—2 м при ширине в несколько метров. В нижних частях денудационных участков скло­нов желоба объединяются в более крупные ложбины, ширина кото­рых может достигать десятков метров. Талые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть скло­нов, бровка склона становится фестончатой (рис. 39). Иногда. рель­еф денудационной части осыпных склонов оказывается очень сложным, образованным системой башен, колонн и т. п.

Движение обломков на осыпных склонах продолжается до тех пор, пока уклон поверхности не станет меньше угла естественного откоса. С этого момента начинается аккумуляция обломков, фор­мируется конус осыпи.

Осыпные конусы могут сливаться друг с другом, к ним примеши­вается грубообломочный обвальный материал, и в конце концов у подножья склона образуется сплошной шлейф из крупных и мел­ких обломков породы. Формируются отложения, которые называют коллювиальными или просто коллювием (colluvio — скопление). Коллювий отличается плохой сортировкой материала. Одна из осо­бенностей строения коллювиальных отложений заключается в том, что наиболее крупные обломки продвигаются дальше всего по ак­кумулятивной части осыпного склона и слагают подножие осыпей.